NA BAGNACH

Przedstawiany tekst opracowano na podstawie ogólnodostępnej literatury na temat

ś

rodowiska bagiennego i sedymentacji torfo-/węglotwórczej. W zamierzeniu autora powinien

on być źródłem podstawowych informacji dla wszystkich zainteresowanych, w tym studen-
tów pierwszych lat, głównie geologii i geografii, którzy w trakcie zajęć poszerzą swoją wie-
dzę w tym zakresie.

Ś

RODOWISKO BAGIENNE I AKUMULACJA UTWORÓW FITOGENICZNYCH

Bagna to, położone najczęściej w obniżeniach terenu, podmokłe, słabo drenowane

obszary, na których panują specyficzne warunki akumulacji materiału fitogenicznego i drob-
nych osadów klastycznych: głównie frakcji aleurytowej/pelitowej. Mogą powstawać w strefie
pozakorytowej środowiska aluwialnego (równia powodziowa), są konsekwencją kolejnych
stadiów wypełniania/zarastania jezior (w tym starorzeczy) lub tworzą się na wybrzeżach mor-
skich (w lagunach, na równiach pływowych, a zwłaszcza na obszarach międzykanałowych
górnej równi deltowej). Ze względu na to, bagna podzielono na dwa typy: śródlądowe
(rzeczno-jeziorne), nazywane limnicznymi (limnos gr. – jezioro) i nadbrzeżne – paraliczne
(parallos gr. – blisko morza).

Ź

ródłem materiału organicznego, deponowanego w środowisku bagiennym może być

roślinność porastająca określony obszar. Może on być także transportowany z zewnątrz. W
zależności od sytuacji, rodzaj akumulacji określa się jako auto- lub allochtoniczny.

Obumarła roślinność w wyniku działania mikroorganizmów (bakterie, grzyby), ulega

selektywnemu rozkładowi. Proces ten zachodzi także pod wodą, jednak na skutek ograniczo-
nego dostępu tlenu jest on spowolniony i niezupełny.

Głównymi składnikami tkanek roślinnych są pierwiastki: węgiel (C), wodór (H), tlen

(O), azot (N), fosfor (P) i siarka (S). Te z kolei tworzą związki chemiczne: węglowodany
(m.in. celuloza, lignina, skrobia), tłuszcze, białka, żywice, gumy i woski.
Celuloza i lignina to podstawowy budulec ścian komórek. Pozostałe substancje stanowią ich
wypełnienie lub są magazynowane w owocach i nasionach. Procentowa zawartość po-
szczególnych związków w wybranych grupach roślin przedstawia się następująco:

celuloza

lignina

białka

tłuszcze i woski

glony

10-20%

0

20-30%

20-30%

zarodnikowe

40-50%

20-30%

do 15%

do 5%

drzewiaste

50%

30%

Proces rozkładu obumarłej materii roślinnej przez bakterie i grzyby wspomagany jest

przez enzymy (fermenty). Jest to rodzaj białek występujących naturalnie w organizmach ży-
wych. I tak celuloza, pod wpływem bakterii, rozkłada się na dwutlenek węgla i wodę. Pro-
duktem rozkładu bardziej odpornej ligniny są kwasy huminowe. Tłuszcze i woski przechodzą
w substancje zbliżone do węglowodorów. Najbardziej odporne na działanie czynników roz-
kładu są żywice, które mogą zachować się w osadzie w stanie niezmienionym (liptobiolity).
Przykładem kopalnych żywic jest bursztyn.

Tempo rozkładu materii organicznej w dużym stopniu uzależnione jest od dostępu

powietrza. Jeżeli materiał roślinny znajduje się na powierzchni terenu, przy swobodnym do-
stępie powietrza, dochodzi do gnicia. W wyniku tego procesu powstaje dwutlenek węgla
(CO

2

), metan (CH

4

) i woda (H

2

O). W takich warunkach wszystkie składniki tkanek roślin-

nych, z wyjątkiem żywic i wosków, ulegają całkowitemu rozkładowi.
Proces przeobrażania w warunkach ograniczonego dostępu powietrza, np. w lasach, pod gęstą
pokrywą żywej szaty roślinnej, to butwienie. W wyniku butwienia część materiału roślinnego

przeobraża się w dwutlenek węgla (CO

2

), metan (CH

4

) i wodę (H

2

O), a pozostała część two-

rzy związki humusowe (próchnica, humus), które w stosunku do wyjściowej materii orga-
nicznej zawierają więcej pierwiastka węgla.
W przypadku deficytu tlenu, tzn. gdy przeobrażanie materiału roślinnego zachodzi pod żywą
szatą roślinną, czasowo pod wodą i przy znaczącym współudziale bakterii anaerobowych
(beztlenowych), rozpoczyna się proces torfienia. Takie warunki istnieją np. w torfowiskach
przesiąkniętych wodą. Wtedy łatwo może dojść do zatrucia środowiska toksycznymi produk-
tami metabolizmu mikroorganizmów, co z jednej strony może skutkować masowym obumie-
raniem roślin, z drugiej natomiast znacznym ograniczeniem działalności bakterii. Torf jest
złożony głównie ze związków humusowych, a zawartość pierwiastka węgla jest w nim więk-
szą niż w produktach butwienia. W torfach stosunek ligniny do celulozy wzrasta wraz z
głębokością. Może to wskazywać na większą trwałość ligniny. Gdy materiał roślinny ulega
przeobrażeniu w głębokim bagnie lub jeziorze (praktyczne bez dostępu tlenu), to głównym
czynnikiem jego bardzo powolnego rozkładu są bakterie anaerobowe. Produktem
podwodnego gnicia jest sapropel – galaretowaty szlam wymieszany z osadzającym się z
zawiesiny materiałem ilastym. Sapropel powstaje głównie w wyniku rozkładu roślinności
wodnej i w stosunku do torfu różni się znacznym udziałem związków chemicznych z grupy
węglowodorów.

TORFOWISKA

Są najczęstszym miejscem bogatej akumulacji materiału roślinnego. Współcześnie

tworzą się one w klimacie wilgotnym i chłodnym, głównie na obszarach niedawno
zlodowaconych, między 30-70

o

szerokości geograficznej północnej. Rozwój ich wiąże się ze

wzrostem i częściowym obumieraniem roślinności na obszarach zabagnionych, np. na brze-
gach jezior, na skutek progradacji strefy brzegowej aż do całkowitego ich zarośnięcia.
Zarastanie zbiorników jeziornych (powstawanie torfowiska) odbywa się w kilku etapach. W
pierwszym, dzięki rosnącej (i obumierającej) wzdłuż brzegu jeziora roślinności wodnej i
ziemno-wodnej, dochodzi do nagromadzenia dużej ilości materiału fitogenicznego. Należy
przy tym pamiętać, że jego charakter w znacznym stopniu odzwierciedla strefowy rozkład
roślinności jeziornej: od turzyc, trzciny, pałki wodnej, jeżogłówki czy tataraku w strefie brze-
gowej/litoralnej, do planktonu roślinnego w strefie pelagicznej zbiornika. W miarę gromadze-
nia się tego materiału następuje progradacja brzegu w kierunku centralnej części jeziora. Na
tak utworzony „fundament” z roślin wodnych i ziemno-wodnych wkracza flora lądowa,
głównie mszaki, a następnie małe drzewa: brzoza, olcha, sosna (II etap). Z nagromadzonej
masy roślinnej, w warunkach ograniczonego dostępu tlenu tworzy się torf, którego grubość, w
związku z obumieraniem kolejnych „warstw” roślin, ciągle się zwiększa. Na tak przygotowa-
nym podłożu mogą rosnąć większe drzewa, a po pewnym czasie całe jezioro może zostać
wypełnione i zarośnięte lasem, głównie olchowym, tworząc torfowisko wklęsłe, czyli niskie
(III etap). Na torfowisku niskim, na skutek obumierania porastającego je lasu może wytwo-
rzyć się warstwa torfu drzewnego (etap IV). Przyczyną obumieranie drzew może być zatrucie
ś

rodowiska lub brak wilgoci wskutek niedopuszczania do korzeni wody gruntowej (izolacyjne

działanie torfu) i wyczerpania zapasów wodnych dawnego jeziora. W trakcie dalszego roz-
woju obszar torfowiska intensywnie porasta mchami, głównie torfowcami (Sphagnum spp.),
którym do wegetacji wystarczy gromadzona w komórkach wodonośnych woda deszczowa.
Przez szybkie narastanie mchów torfowisko wznosi się ponad poziom terenu. Z tego względu
nazywamy je torfowiskiem wysokim lub wypukłym. W końcu „poduszkę” z mchów porasta
wrzos (Calluna vulgaris) lub, w zależności od klimatu wrzośce (Erica sp.), a jej wilgotniejsze
miejsca wełnianki (Eriophorum spp.) z rodziny turzycowatych (Cyperaceae).

W miarę zarastania jeziora i jego przemiany w bagno/torfowisko, biocenozy roślinne

migrują ku jego centrum. W gromadzących się utworach wyraźnie zaznacza się ich strefo-

wość. Na warstwie gytii, dla której materiałem wyjściowym jest roślinność wodna, zalega
zwykle torf trzcinowy, na nim torf turzycowy i turzycowo-drzewny. Sukcesję kończy prze-
ważnie warstwa torfu sfagnowego.
Należy zwrócić uwagę, że w warunkach naturalnych nie wszystkie człony takiej sukcesji mu-
szą być reprezentowane. Rozwój bagna/torfowiska może praktycznie zakończyć się na każ-
dym etapie. Torfowisko niskie nie musi przejść w wysokie. Niekiedy torfowisko wysokie
może być podścielone bezpośrednio utworami piaszczystymi, albo torf sfagnowy może zale-
gać na warstwie gytii. Torfy pochodzące z torfowisk niskich są zwykle mocno zanieczysz-
czone osadami klastycznymi, głównie frakcji pelitowej. Torfy wysokie przeważnie są
czystsze. Na dnie zarastających jezior często gromadzą się kwasy huminowe, które w postaci
galaretowatej masy zwanej dopplerytem, wypełniają wolne przestrzenie w torfie.

Na rozwój torfowisk w znacznym stopniu wpływają także stosunki wodne. Obniżenie

poziomu wody gruntowej może skutkować szybszym osuszeniem torfowiska i w konsekwen-
cji krótszym okresem jego rozwoju. Podniesienie poziomu wody gruntowej – przeciwnie: wy-
dłuża jego rozwój i umożliwia przekształcenie torfowiska niskiego w wysokie.

Oprócz klasycznych torfowisk północnej strefy umiarkowanej, miejscem masowej

sedymentacji materiału fitogenicznego są rozlegle obszary tropikalne i subtropikalne. Współ-
czesnym przykładem takich obszarów są Dismal Swamps (Posępne Bagna) w USA, na po-
graniczu Północnej Karoliny i Wirginii. Leżą one tylko kilka metrów nad poziomem Oceanu
Atlantyckiego. Jeziora i błota porasta tam, między innymi cypryśnik błotny i cedr biały, ro-
ś

liny posiadające tzw. pneumatofory, czyli wypustki doprowadzające tlen do systemu korze-

niowego i umożliwiające wegetację w wodzie. Innym przystosowaniem do panujących wa-
runków są rozszerzone u nasady pnie drzew (Nyssa aquatica), umożliwiające ich wzrost na
obszarach zabagnionych. Grubość torfu w Dismal Swamps, utworzonego z autochtonicznego
materiału fitogenicznego (korzenie, liście, gałęzie, nasiona), wynosi 5 m.

Gromadzeniu materii roślinnej w obszarach tropikalnych sprzyja klimat i związany z

nim szybki rozwój roślinności. Niektóre drzewa w wilgotnym, ciepłym klimacie po kilkuna-
stu latach mogą osiągnąć nawet 40 m wysokości, podczas gdy w Europie, w podobnym czasie
buk osiąga 4, a modrzew 10 m. Tempo wegetacji bezpośrednio przenosi się na przyrost miąż-
szości/masy torfu. Oszacowano, że w północno-zachodnich Niemczech przyrost roczny wy-
nosi przeciętnie 20 mm.

GENEZA WĘGLA

Znacznie większe niż współczesne obszary gromadzenia masy roślinnej znane są,

między innymi, z karbonu. Materiał zalegający na torfowiskach, z upływem czasu, ulegał
przeobrażeniom, które w wyniku działania złożonych procesów bio-/geochemicznych prowa-
dziły do wzrostu koncentracji pierwiastka węgla. Ogół tych procesów, zwany uwęgleniem,
przebiegał szczególnie efektywnie w warunkach izolacji, tj. przykrycia warstw torfu osadami
klastycznymi, i powodował ich przemianę w pokłady węgla. Grubość pokładów węgla bywa
bardzo różna i zależy głównie od miąższości „wyjściowej” warstwy torfu. W praktyce waha
się ona od milimetrów do nawet dziesiątek metrów (pokład „Reden” w Górnośląskim Zagłę-
biu Węglowym ma miejscami grubość dochodzącą do 28 m). Węglom towarzyszą skały ila-
ste, mułowce, piaskowce oraz zlepieńce, zawierające szczątki flory i fauny lądowej, czasem
także morskiej. Ich obecność może wskazywać na bliskość zbiornika morskiego. Taki typ
złóż węglowych, podobnie jak w przypadku klasyfikacji bagien, nazwany został paralicznym,
w przeciwieństwie do złóż typowo lądowych – limnicznych.

KARBOŃSKA FLORA WĘGLOWA

W pokładach węgla rozpoznawalne makroskopowo szczątki roślinne spotykane są

rzadko. Badania mikroskopowe ujawniają jednak, ze składa się on z pni, łodyg, liści a także
detrytusu pochodzącego z rozdrobnienia tych części roślin karbońskich, nierzadko z ogromną
ilością spor. Dobrze zachowana w postaci odcisków karbońska flora występuje natomiast po-
wszechnie w aleurytowych i pelitowych skałach klastycznych towarzyszących pokładom wę-
gla, głównie w mułowcach oraz łupkach ilastych. Na tej podstawie stwierdzono, że flora wę-
glowa reprezentowana jest przez przedstawicieli następujących grup systematycznych: wi-
dłakowe, skrzypowe, paprociowe oraz rośliny nagozalążkowe: paprocie nasienne i
kordaity.

Do widłakowych należały Lepidodendron i Sigillaria, których fragmenty są jednym z

głównych składników węgla. Lepidodendrony były roślinami o wysokości przekraczającej 30
m i średnicy 60-70 cm. Na pewnej wysokości ich pnie rozdzielały się na gałęzie pokryte li-
ść

mi. Blizny po opadłych liściach zachowały się w osadach jako charakterystyczne rombowe

odciski. Ich bardzo gruba kora, w większym stopniu niż inne tkanki, przyczyniła się do
powstania węgla. Sigillarie miały różną formę. Niektóre były niskie i grube inne wysokie i
stosunkowo cienkie, u podstawy wyraźnie rozszerzone. Kora także była gruba, podłużnie
pręgowana, z charakterystycznymi cętkami. Odciski kory Sygillarii to pospolite skamieniało-
ś

ci, znajdowane w skałach klastycznych formacji węglonośnych. Z tą grupą roślin drzewia-

stych łączą się też inne skamieniałości – Stigmaria. Są one fragmentami nasadowych części
roślin (widłakowych), zachowanymi w postaci walcowatych ośródek (kłączy) z kolistymi
odciskami po odchodzących od nich drobnych, długich korzeniach przybyszowych.

Przedstawicielami skrzypowych były kalamity (Calamites). Rośliny te stanowiły

pospolity element biocenoz lasów węglowych. Wysokość ich oscylowała w granicach 15-20
m. Zachowane odciski wskazują, że ich łodygi były pionowo żebrowane, z drobnymi
bliznami po okółkowo osadzonych odgałęzieniach, a na młodszych odrostach - po liściach
opisywanych pod nazwą Asterophyllites lub Annularia.

Paprocie w okresie karbonu reprezentowane były przez formy drzewiaste, o wysokości

do kilku metrów. Do najpospolitszych skamieniałości tej grupy systematycznej zaliczane są
odciski liści, które różnią się między sobą wielkością, formą czy typem unerwienia

Do roślin nagozalążkowych zaliczane są tzw. „paprocie” nasienne i kordaity. Pierwsza

grupa otrzymała swą nazwę z uwagi na duże liście, podobne do liści paproci właściwych.
Stanowiły niejednorodną grupę, obejmującą prawdopodobnie kilka linii ewolucyjnych. Były
to rośliny zdrewniałe o różnym pokroju, najczęściej krzaczaste lub drzewkowate. Należą do
pospolitych skamieniałości w klastycznych utworach formacji węglonośnych.

Z kolei przodkowie dzisiejszych szpilkowych kordaity (Cordaitales) posiadały smukłe

pnie o wysokości ponad 30 m i średnicy około 1 m. Gałęzie pojawiały się w górnej części
rośliny i były pokryte dużymi liśćmi, o długości osiągającej 1 m i szerokości 20 cm. Były to
rośliny nagonasienne z dobrze rozwiniętym, zbudowanym z cewek drewnem i grubą korą.

Flora karbońskiej epoki węglowej była prawdopodobnie florą bagienną. Wskazuje na

to przystosowanie roślin do warunków środowiskowych: występowanie pustych przestrzeni w
pniach, łodygach, pędach, kłączach i korzeniach, umożliwiających swobodną cyrkulację po-
wietrza w całej roślinie. Natomiast poziomo rozbudowany system korzeniowy oraz „butel-
kowo” rozszerzone u podstawy pnie pozwalały na utrzymanie pionowej pozycji w grząskim,
bagnistym gruncie.

WARUNKI KLIMATYCZNE

Efektem przypadającej na początek górnego karbonu regresji morskiej było odsłonię-

cie rozległych, nizinnych obszarów, obramowanych właśnie wypiętrzanymi łańcuchami gór
waryscyjskich. Obszary te były wilgotne, słabo drenowane. Mimo intensywnego zasypywania
produktami erozji młodych gór, na skutek subsydencji, tereny te utrzymywały się na poziomie

bliskim poziomowi morza, które niejednokrotnie wdzierało się na młody ląd. W efekcie ta-
kich uwarunkowań morfologicznych na obszarach tych rozwijały się meandrujące i anasto-
mozujące systemy fluwialne, z potężnymi bagniskami w strefach poza-/międzykorytowch.
Systemy te transportowały w suspensji ogromne ilości materiału detrytycznego/ organode-
trytycznego, co pozwalało formować wielkie delty w strefie przyujściowej. Klimat tych ob-
szarów był ciepły i wilgotny, prawdopodobnie o znamionach współczesnego klimatu tropi-
kalnego. Warunki naturalne umożliwiały intensywny rozwój szaty roślinnej. Hipotetyczne
cechy klimatu i środowiska biocenoz karbońskich zostały potwierdzone przez ogromne roz-
miary roślin drzewiastych, obecność w niektórych grupach specyficznych „aparatów wypot-
nych”, służących do usuwania nadmiaru wody z rośliny, brak przyrostów rocznych, a także
brak łusek ochronnych na pączkach roślin karbońskich. Intensywny rozwój szaty roślinnej i
warunki naturalne gwarantowały obfitość materiału fitogenicznego i możliwość przetworze-
nia go w torf. Ten zaś, w wyniku złożonych procesów bio-/geochemicznych mógł przeobrazić
się w liczne pokłady węgla, często, mimo wysokiego, sięgającego 60-70% stopnia kompakcji,
wielometrowej miąższości.

STADIA POWSTAWANIA WĘGLA

Proces uwęglenia jest długotrwały. Jego początek wiąże się z chwilą zdeponowania

materiału fitogenicznego na obszarze torfowiska i może trwać przez wiele milionów lat. W
procesie tym wyróżnia się dwa stadia: biochemiczne i geochemiczne. Stadium biochemiczne
związane jest z procesem sedymentacji, a geochemiczne – diagenezy.

Stadium biochemiczne polega na selektywnym rozkładzie materiału roślinnego na

skutek działania drobnoustrojów. W początkowym stadium materiał roślinny rozkłada się w
obecności tlenu, przy współudziale bakterii aerobowych (tlenowych). W miarę gromadzenia
utworów fitogenicznych, w głębszych warstwach tlen nie występuje i rozkład odbywa się
dzięki działaniu bakterii anaerobowych oraz niektórych grzybów. Przemiany w stadium bio-
chemicznym polegają głównie na hydrolizie, utlenianiu i polimeryzacji, przy czym przebieg
tych reakcji nie jest dokładnie poznany:

celuloza

hydroliza

→

cukry

utlenianie

→

kwasy huminowe

lignina

hydroliza

→

kwasy huminowe

białka

hydroliza

→

aminokwasy

tłuszcze

hydroliza

→

kwasy tłuszczowe

polimeryzacja

→

węglowodory

Produktem ubocznym tych procesów jest dwutlenek węgla (w warunkach dostępu tlenu) lub
metan i amoniak w warunkach beztlenowych. Działanie bakterii i grzybów może zostać za-
hamowane na skutek gromadzenia się toksyn, lub zasypania torfowiska osadami. Zatrzymanie
procesu rozkładu wpływa na skład torfu i w konsekwencji na powstanie różnych odmian wę-
gla. Na zmianę składu torfu wpływ mają także wahania poziomu wody w torfowisku. Torf
przechodzący ze stadium biochemicznego w stadium geochemiczne może mieć zróżnicowany
skład, wynikający bądź to z heterogeniczności biocenozy roślinnej, dostarczającej materiał
fitogeniczny do torfowiska, bądź oddziaływania czynników biochemicznych i warunków na-
turalnych, panującymi w torfowisku.

Stadium geochemiczne rozpoczyna się w chwili całkowitego pogrzebania torfowiska

i, na skutek subsydencji, w głębsze strefy skorupy ziemskiej. Głównymi czynnikami
geochemicznego stadium procesu uwęglenia są ciśnienie, temperatura i czas.

Ciśnienie może pochodzić z nacisku nadkładu (statyczne). Jego źródłem mogą być

także procesy tektoniczne, np. ruchy górotwórcze (ciśnienie dynamiczne). W wyniku działa-
nia tego czynnika, węgle tracą składniki lotne, przez co stopień uwęglenia wzrasta. Różno-
rodność gatunkowa węgla może zatem wiązać się z wartością ciśnienia, która pozostaje w
prostej zależności z głębokością posadowienia pokładu. Wpływ głębokości na gatunek węgla
(wzrost zawartości C), zgodnie z prawem Hilta, zaobserwowano w wielu zagłębiach. W przy-
padku działania tylko ciśnienia statycznego stopień uwęglenia pokładów wzrasta przeciętnie o
1-3% na każde 100 m głębokości. Podobnie może działać ciśnienie dynamiczne, na co może
wskazywać, w miarę zbliżania się do stref zaburzonych tektonicznie, występowanie wysoko-
gatunkowch węgli kamiennych i antracytów.

Działanie czynnika termicznego jest w znacznym stopniu związane z ciśnieniem, co

jednoznacznie wynika ze stopnia geotermicznego, czyli wzrostu temperatury wraz z głęboko-
ś

cią, a w przypadku ciśnienia dynamicznego – ciepła wytworzonego na skutek tarcia.

Podwyższona temperatura sprzyja utracie składników lotnych, przez co gatunkowość węgla
wzrasta. W tym przypadku należy wziąć pod uwagę także możliwość ucieczki składników
lotnych z kompleksów skał węglonośnych, związaną z ich spękaniem czy szczelinowatością.
Dostateczna „drożność” sprzyja „odgazowaniu” węgli, co podnosi ich jakość. Bezpośrednim
dowodem działania temperatury na wzrost stopnia uwęglenia jest występowanie wysokoga-
tunkowych węgli kamiennych i antracytów w sąsiedztwie intruzji magmowych.

Nie mniej ważnym czynnikiem jest czas. Im dłużej działają ciśnienie i temperatura,

tym efekt ich działania jest wyraźniejszy. Znane są jednak obszary, gdzie wysokogatunkowe
węgle powstały prawdopodobnie w ciągu krótkiego (w skali geologicznej) czasu, a inne,
mimo milionów lat „dojrzewania”, pozostają wciąż węglami brunatnymi.

Z procesem przeobrażania substancji fitogenicznej w węgiel związana jest kompak-

cja, a więc zmniejszenie miąższości warstwy torfu. Z danych liczbowych wynika, że aby po-
wstał 0,5-metrowy pokład węgla, musi być zdeponowana 1,5 m warstwa torfu, co wymaga
około 600 lat. Teoretycznie, powstanie pokładu węgla miąższości 1 m wymaga 1200 lat aku-
mulacji materiału roślinnego.

SKŁAD CHEMICZNY WĘGLA

Materiałem wyjściowym przy powstawaniu węgli jest substancja fitogeniczna, która

składa się z mniej lub bardziej rozdrobnionych części roślin (drewna, kory, liści, spor) oraz
takich związków jak: białka, tłuszcze, żywice czy woski. Pierwiastki, będące głównymi
składnikami tych substancji, to: węgiel, wodór, azot i tlen. Podobny skład mają paliwa ko-
palne:

węgiel (%)

wodór (%)

azot (%)

tlen (%)

drewno

49,65

6,23

0,92

43,20

torf

55,44

6,28

1,72

36,56

węgiel brunatny

72,95

5,24

1,31

20,50

węgiel kamienny

84,24

5,55

1,52

8,69

antracyt

93,50

2,81

0,97

2,72

W procesie uwęglenia procentowa zawartość C wzrasta w poszczególnych typach paliw, kon-
sekwentnie od drewna do antracytu, spada natomiast ilość wodoru i tlenu. W porównaniu z
materiałem roślinnym, w węglach uwagę zwraca większa zawartość azotu. Przyjmuje się jed-
nak, że jego głównym źródłem nie były rośliny, lecz bakterie stadium biochemicznego. Wia-
domo, że organizmy tej grupy mogą zawierać do 13% azotu.

Określenie, z jakich związków chemicznych składa się węgiel jest bardzo trudne. Wy-

nika to głównie ze złożoności przeobrażeń substancji fitogenicznej w paliwo kopalne. Część
składników chemicznych materiału roślinnego nie ulega zmianom i „przechodzi” do węgla w
stanie takim, w jakim występowały w roślinach. Inne ulegają rozkładowi i przekształcają się
w skomplikowane związki (ulminy i huminy). Występują one w paliwach kopalnych jako
koloidy (żele), przesycające niezmienione szczątki roślinne.

Nie jest łatwe przedstawienie reakcji chemicznych prowadzących do powstania węgla:

choćby ze względu na skomplikowany skład wyjściowego materiału roślinnego. Trzeba pa-
miętać, że sam węgiel też nie jest prostym związkiem chemicznym. Skrajnie upraszczając,
można przyjąć, że węgiel kamienny powstaje z celulozy, a produktami ubocznymi tej reakcji
są: metan, dwutlenek węgla i woda

4C

6

H

10

O

5

→

C

9

H

6

O + 7CH

4

+ 8CO

2

+ 3H

2

O

celuloza

węgiel

lub

5C

6

H

10

O

5

→

C

20

H

22

O

4

+ 3CH

4

+ 6CO

2

+ 8H

2

O + CO

celuloza

lignit

Zwykle jednak celuloza rozkłada się na dwutlenek węgla i wodę. Stąd przypuszcza

się, że to głównie lignina, która przeobraża się w kwasy huminowe, była substancją wyj-
ś

ciową w procesie uwęglenia:

C

22

H

22

O

7

→

(C

6

H

4

O

3

)

8

lignina

huminy

Teoria ta jednak nie znajduje pełnego potwierdzenia w praktyce, gdyż w różnych odmianach
węgli kamiennych znajdowane są resztki celulozy. Stwierdzono także, że węgiel może po-
wstać z materiału roślinnego, który nie zawiera ligniny.

SKŁADNIKI PETROGRAFICZNE WĘGLA

Na podstawie badań mikroskopowych (M. C. Stopes, 1916) stwierdzono, że węgle

zbudowane są ze składników różniących się własnościami fizycznymi. Składniki te nie są
minerałami, gdyż nie mają uporządkowanej (krystalicznej) struktury. Nazwano je macera-
łami. Należą do nich:

1)

witryt – tworzący wstęgi lub soczewki, o ostrych granicach, silnym, szklistym poły-
sku, przełamie muszlowym, w płytce cienkiej przezroczysty, czasem okazujący
strukturę drewna;

2)

klaryt – jasny, wstęgowany, o jedwabistym połysku, nie błyszczący jednolicie jak wi-
tryt, bez muszlowego przełamu, w płytce cienkiej przezroczysty;

3)

duryt – twardy, zwarty, bez połysku, szary lub czarny, o przełamie nierównym,
ziarnistym, w płytce cienkiej nieprzezroczysty;

4)

fuzyt – porowaty, bez połysku, kruchy, rozpadający się na drobny pył, brudzący palce,
w płytkach cienkich nieprzezroczysty, często okazujący siatkowe struktury komórek
roślinnych.

Współcześnie jako składniki petrograficzne węgla wyróżnia się:

1)

fuzynit – zachowuje strukturę komórkową, jest matowy, czarny, nieprzezroczysty;

2)

witrynit – również z zachowaną strukturą komórkową, ale błyszczący, w płytce cien-
kiej przezroczysty. Wyróżnia się w nim:
a)

kolinit (euwitrynit), będący bezstrukturalnym witrynitem, złożonym z koloidal-
nych produktów rozkładu materii roślinnej, zwanych ulminami, wypełnia on
wnętrze komórek, których ściany zbudowane są z telinitu;

b)

telinit (prowitrynit), który jest witrynitem z wyraźnie zachowaną strukturą ro-
ś

linną. Telinit może pochodzić z drewna, wtedy nazywa się go ksylinitem, albo z

materii korkowej – wtedy jest suberenitem;

3)

egzynit – powstał przez uwęglenie ciałek ukształtowanych, jak nabłonków spor, pył-
ków, liści, zbudowanych ze sporoniny lub kutyny (chemicznie substancja zbliżona do
wosków i tłuszczów);

4)

kutynit – należy do grupy egzynitu, utworzony z nabłonków liści (kutikul);

5)

rezynit – spotykany w węglu kamiennym i brunatnym, należy do grupy egzynitu,
pochodzi z uwęglenia żywic i wosków, występuje w formach wyizolowanych lub jako
impregnacja komórek w telinicie, fuzynicie lub semifuzynicie;

6)

mikrynit – należy do grupy inertynitu; występuje najczęściej w postaci ziaren o śr. do
10 µm, w świetle odbitym biały lub szary, pochodzi prawdopodobnie z utlenionych
ż

eli humusowych;

7)

sporynit – utworzony z nabłonków zarodników, zarówno mikro-, jak i makrospor; na-
leży do grupy egzynitu;

8)

alginit – złożony głównie z zachowanych plech glonów, należy do grupy egzynitu,
występuje tylko w węglach sapropelowych typu bogheadów;

9)

sklerotynit – spotykany w węglu kamiennym i brunatnym, należ do grupy inertynitu,
pochodzi z tkanek grzybów, w świetle odbitym biały lub szary, charakteryzuje się sil-
nym reliefem, refleksyjność ma zbliżoną do inertynitu.

TYPY I ODMIANY WĘGLA.

Nazwy macerałów użyte przez M. Stops stosuje się obecnie do określenia typów wę-

gli, klasyfikowanych na podstawie zawartości macerałów. Typy węgli i ich skład maceralny
są następujące:

1)

witryt

⇐

witrynit (95%) i rezynit,

2)

fuzyt

⇐

fuzynit,

3)

klaryt

⇐

witrynit, rezynit i egzynit (~90%) oraz fuzynit (~10%),

4)

duryt

⇐

mikrynit, rezynit, egzynit (~90%) i witrynit (~10%).

Wymienione typy występują w różnych proporcjach w jednym pokładzie węgla.

Oprócz podziału na typy, wyróżnia się także odmiany węgla. Klasyfikacja odmian

oparta jest na dominujących w pokładach typach.

n

węgle wstęgowe cechuje naprzemianległość grubszych warstewek witrytowych i cień-
szych fuzytowych. Wskutek przewagi witrynitu węgiel jest błyszczący. Oprócz witry-
nitu i fuzynitu węgle wstęgowe mogą zawierać kutikule, spory, nasiona i inne części
roślin, a także ziarna żywicy. Na ogół węgle te składają się z grubszych fragmentów
roślinnych;

n

węgle masywne nie mają budowy warstwowej, jedynie czasem widoczna jest w nich
delikatna laminacja. Składają się z fuzynitu, mikrynitu oraz często dużej ilości spor;

n

bogheady i torbanity – węgle masywne, zasobne w plechy glonów – alg. Bez uwar-
stwienia, o tłustym połysku i głuchym odgłosie przy uderzeniu. Składają się z mikry-
nitu i alginitu;

n

węgle kennelskie mają muszlowy przełam i głuchy odgłos przy uderzeniu oraz tłusty
połysk. Węgiel ten jest do tego stopnia zhomogenizowany, że oprócz fragmentów ku-
tikul, spor oraz czasami drobnych ciał żywicznych, nie można rozpoznać w nich żad-
nych innych fragmentów roślinnych.

W klasyfikacji tej wyróżnia się także:

n

węgle humusowe, powstałe z torfu;

n

węgle sapropelowe, powstałe z mułów organicznych.

Węgle wstęgowe należą do humusowych, a węgle masywne, wraz z kennelskimi i boghe-
adami są węglami sapropelowymi.

GATUNKI WĘGLA

Węgle można klasyfikować także według procentowej zawartości C. Ilość ta wydatnie

wpływa na parametry węgla, głównie jego kaloryczność. Pod względem gatunkowym paliwa
kopalne można uszeregować od najniżej kalorycznych (z niską zawartością C) do wysokoka-
lorycznych (z zawartością C bliską 100%). Są to, w kolejności: torfy, węgle brunatne, węgle
kamienne i antracyty.

Torf jest paliwem kopalnym zawierającym do 50-55% C. Jego wilgotność, natomiast,

sięga 90%. Szczątki roślinne w torfie są mało zmienione. Jest to paliwo w stanie suchym kru-
che, rozsypliwe, o spilśnionej, porowatej strukturze. Torfy są utworami młodymi, wieku
czwartorzędowego.

Węgiel brunatny zawiera 70-75% C i do 30% wilgoci. W płytkach cienkich ma

barwę żółtoczerwonawą. Pali się długim, dymiącym płomieniem. Odmiany z zachowaną
strukturą drewna nazywane są lignitem. Znane są głównie z trzeciorzędu, rzadziej starszych
okresów geologicznych. W stosunku do torfu są twardsze, bardziej zwięzłe, o mniejszej po-
rowatości. Do węgli brunatnych zalicza się także dysodyl – „liściasty” węgiel powstały z
dopplerytu oraz sapropelowy, czarny gagat.

Węgiel kamienny ma 80-85% C oraz do 15% wilgoci. Jest czarny, twardy, masywny,

często kruchy, rozpadający się na mniejsze „kostkowe” fragmenty. Płonąc, daje długi jasny
płomień. Ze wzrostem zawartości C płomień staje się krótszy i bledszy. W płytkach cienkich
jest barwy czerwonej do czerwonobrunatnej. Znany jest przede wszystkim z okresu karboń-
skiego.

Antracyt jest paliwem czarnym, masywnym, od węgla kamiennego różniącym się

brakiem laminacji i charakterystycznej oddzielności „kostkowej”. Zawartość C sięga 95%, a
wilgotność jest zwykle mniejsza niż 5%. W płytce cienkiej jest ciemnoczerwono-brunatny.
Antracyt współwystępuje wyłącznie z karbońskimi węglami kamiennymi.